Вулканология и сейсмология, 2020, № 2, стр. 3-16

1. ВВЕДЕНИЕ

В настоящей работе под природными гейзерами понимаются циклически извергающиеся кипящие термоминеральные источники. Природные гейзеры встречаются редко, их насчитывается во всем мире не более 1000. Они сосредоточены в шести геотермальных районах планеты: в Йеллоустонском национальном парке (США), в северной части Чили (Анды), в вулканической зоне Таупо (Новая Зеландия), в Кроноцком заповеднике (Россия), в Исландии и Кении [Hurwitz, Manga, 2017]. Немногочисленные гейзеры известны также в Перу, Гондурасе, Гватемале, Коста-Рике, Мексике, в некоторых горных и прибрежных районах запада США, на Алеутских островах рядом с Аляской, в Атлантике – на Азорских островах, в Азии – в Тибете, в Китае, Японии, в Новой Гвинее и на ряде мелких островов в Индонезии. Отмечается, что гейзерные поля формируются в областях современного или активного вулканизма в толщах, сложенных водно-ледниковыми отложениями и продуктами кислого вулканизма.

В недавнем прошлом гейзеры на Камчатке были представлены более широко (рис. 1). Первые из них (гейзеры в долине р. Паужетки) описаны более 280 лет назад [Крашенинников, 2018]. Гейзер 1 и Гейзер 2 [Аверьев, Сугробова, 1965] располагались на площадке разгрузки Паужетских источников. Канал Гейзера 1 (другое название Пятиминутка) представлял собой воронку с диаметром около 1 м и глубиной 0.5 м. Полный период извержений Гейзера 1 составлял 4 мин 50 с, высота фонтана около 50–90 см. Температура воды в период покоя составляла 99°С, температура пароводяной смеси в период фонтанирования – 102°С. Гейзер 2 грифона не имел, вода вытекала из углубления в аллювии. По характеру действия он резко отличался от Гейзера 1, период его действия – 30 ч; время фонтанирования – 45–60 мин; ширина кипящего столба – 0.4–0.5 м; высота выбросов воды – 20–30 см, отдельных брызг – 60–80 см. Кроме гейзеров на площадке Паужетских источников существовали непрерывно бурлящие грифоны, обрамленные гейзеритовыми отложениями, выбрасывающие струи кипятка и пара на высоту до 1 м [Устинова, 1955]. Паужетские гейзеры исчезли в 1986 г. после того, как пъезометрический уровень на участке гейзерной разгрузки понизился ниже земной поверхности при достижении расхода отбора теплоносителя на Паужетском месторождении 260–280 кг/с.

Рис. 1.

Проявления гейзерной активности в гидротермальных системах Камчатки. 1 – гейзеры на Паужетском геотермальном месторождении (угасли в 1986 г.); 2 – гейзер Нижне-Жировской (2005–2006 гг.); 3 – Больше-Банные палеогейзеры; 4 – гейзеры на южном берегу Карымского озера; 5 – гейзеры Долины Гейзеров; 6 – гейзер в кальдере Узон; 7 – палеогейзеры Киреунских источников.

Очевидцев гейзерного типа разгрузки в Ходуткинской гидротермальной системе нет. Однако в работах Б.И. Пийпа [1937] отмечено наличие мощного грифона с температурой воды 100–101°С. По его описанию, расход воды, изливающейся из грифона, достигал 250 л/с. Учитывая выбросы пароводяной смеси вверх на высоту до 0.5 м, Б.И. Пийп предполагал возможное существование гейзеров в прошлом.

Работа С.П. Крашенинникова “Описание земли Камчатки” [2018] содержит указание на существование гейзеров на Больше-Банных ключах более 280 лет назад. Спустя 200 лет, Б.И. Пийп [1937], посетивший Больше-Банные источники, не обнаружил действующих гейзеров, но описал многочисленные глубокие неправильной формы бассейны горячей воды (размерами до нескольких метров). По его мнению, неправильные стенки каналов, их глубина (иногда более 5 м) и извилистость, ничтожный сток из бассейна или его отсутствие, наличие плиток гейзерита возле бассейнов, температура воды от 71 до 93°С свидетельствовали о том, что эти бассейны являются результатом гейзерной деятельности. В частности, размеры описанного им бассейна Голубой грифон позволяют предположить, что в прошлом это был крупный гейзер. Сравнивая фактические наблюдения с описанием С. Крашенинникова и рассказами старосты села Начики, Б.И. Пийп пришел к выводу, что активность ключей за эти 200 лет значительно уменьшилась.

Заметное ослабление гейзерной активности (по сравнению с описанием С.П. Крашенинникова) на Больше-Банных ключах отмечает Т.И. Устинова в 1955 г. [Устинова, 1955]. На момент ее посещения Больше-Банных ключей, активным был только один крошечный гейзер, описанный в 1950 г. В.В. Ивановым под именем Карликового гейзера, расположенного в 2 м над рекой в обрыве первой надпойменной террасы. Вокруг его грифона образовались щетки и натеки гейзерита, температура воды во время покоя составляла 97°С, во время фонтанирования – 99°С. В 1964 г. В.И. Кононовым и Б.Г. Поляком было отмечено, что источник перестал работать в гейзерном режиме. В 2004 г. Карликовый гейзер представлял собой малодебитный источник [Соболевская, 2004].

На юго-восточном участке группы источников Академии Наук (Карымская гидротермальная система) до фреато-магматического извержения 1996 г. в Карымском озере существовало два гейзера: гейзер Сердитый (в бортах восточной ванны) и гейзер Карлик (в бортах западной ванны). После извержения 1996 г. грифоны этих гейзеров оказались под водой ванны, гейзер Сердитый превратился в пульсирующий источник и теперь называется Пульсир Восточный; гейзер Карлик теперь называется Старый и действует в сложном гейзерном режиме без видимого опустошения канала. В южном обрамлении его грифона наблюдаются отложения гейзерита. Вода в них по химическому составу относится к разбавленным гейзерным термам хлоридно-натриевого состава [Карпов, Двигало, 2010]. Как доказательство возможности формирования гейзерного типа разгрузки в прошлом, следует отметить выход на этом участке крупной древней постройки гейзерита на склоне террасы ручья Розового. Это обнажение появилось в результате резких колебаний уровня озера во время извержения 1996 г. и приливных волн по всему южному берегу на высоту более 5 м – был смыт чехол покровных отложений и выработан новый абразионный уступ. В уступе обнажился уникальный четырехметровый разрез гейзеритового купола с гейзерными камерами и каналами. Обнажение гейзерита имело видимую мощность 5.6 м. В постройке сохранилось пещерообразное отверстие, из которого постоянно выходил пар с температурой 97°С [Карпов, Двигало, 2010].

После извержения 1996 г. на юго-западном участке появился новый гейзер. Е.А. Вакин и Г.Ф. Пилипенко [1998] его называли Академическим, С.А. Федотов с соавторами [Федотов и др., 1998] назвали его Новым. Его грифон врезан в крутой глинистый склон (гидротермально-измененный делювий) и имеет диаметр около 3.4 м. Ложе грифона выложено крупными полуокатанными валунами. Основное поступление воды происходит из небольшого центрального канала глубиной 95 см, расположенного между крупными камнями. По данным 2010 г. [Карпов, Двигало, 2010], гейзер имел сложный, еще не установившийся режим, с циклами от 8.5 до 13.5 мин. Продолжительность извержений составляла в среднем 3.5 мин. Вода выбрасывалась на высоту до 3 м. За одно извержение выбрасывалось 5–7 т воды. Средний расход воды гейзера – 20–22 л/с. По химическому составу вода относится к типичным хлоридно-натриевым гейзерным термам [Карпов, Двигало, 2010].

Камчатская Долина Гейзеров была открыта Т.И. Устиновой 14 апреля 1941 г. [Устинова, 1955]. Долина Гейзеров расположена в 180 км северо-восточнее г. Петропавловск-Камчатский в пределах Кроноцкого государственного природного биосферного заповедника. Основная часть гейзеров Долины расположена в нижнем течении (на протяжении 4 км от устья) р. Гейзерная – в каньоне шириной до 4 км и глубиной до 400 м. Разгрузка хлоридно-натриевых вод достигает здесь рекордных для гидротермальных систем Камчатки значений 250–350 кг/с [Kiryukhin et al., 2012, 2018]. До катастрофического оползня 03.06.2007 г. в пределах долины р. Гейзерная функционировало 26 значительных гейзеров [Kiryukhin, 2016], половина из которых была погребена под обвальными отложениями или затоплена образовавшимся Подпрудным озером-1.

Осенью 2008 г. в кальдере Узон в районе источника Пульсирующий появился новый гейзер Шаман [Карпов и др., 2012]. Вода гейзера хлоридно-натриевая, с небольшой долей сульфатов, с минерализацией в 1.5 раза выше, чем в Долине Гейзеров.

Исторические сведения о гейзерах в Киреунской гидротермальной системе отсутствуют. Первое описание горячих источников выполнено в 1934 г. экспедицией Камчатского областного отдела здравоохранения. Т.И. Устинова [1955], исследовавшая Киреунские горячие источники, отмечает очевидные признаки былого наличия гейзерной активности, а именно наличие круглых воронок, окруженных гейзеритовыми отложениями, диаметром и глубиной порядка нескольких метров, лишенных стока или с малодебитными стоками, не соответствующими их размерам. Т.П. Кирсанова [1971] указывает на многочисленные гейзеритовые натечные террасы на термальной площадке Средней группы Киреунских источников, а описывая термальную площадку Верхней группы, отмечает наличие щеток-налетов гейзерита на камнях у кипящих грифонов и выделяет отдельный участок затопленных котлов-гейзеров.

Отметим в дополнение к вышесказанному, что в 2005–2006 гг. один из источников в группе Нижне-Жировских источников функционировал в гейзерном режиме с фонтанированием на высоту 0.5–1.0 м и интервалом между извержениями от 22 до 130 мин¹¹.

Таким образом, существующие гейзеры и палео-гейзеры на Камчатке распространены в артезианско-вулканогенных бассейнах, сложенных продуктами современного кислого вулканизма и водно-ледниковыми отложениями (см. рис. 1), что соответствует общемировым закономерностям распространения гейзерных полей. Логично поэтому поставить вопрос о том, какой механизм приводит к формированию высокой проницаемости и каналов разгрузки со значительным поперечником (первые метры) и глубиной (первые десятки метров) в гейзерных резервуарах.

Для выяснения механизма формирования проницаемых каналов в артезианско-вулканогенных бассейнах, сложенных пирокластическими породами риолитового состава, используется термогидродинамическое-химическое TOUGHREACT-моделирование, учитывающее взаимодействие воды с горными породами (генерацию минералов и их растворение) [Xu еt аl., 2006]. Программа TOUGHREACT применялась в многочисленных приложениях для выяснения условий гидротермального минералообразования, в том числе для воспроизведения условий гидротермального минералообразования в продуктивных зонах андезитовых геотермальных резервуаров Камчатки и Японии [Kiryukhin et al., 2004]; объяснения условий гидротермальной переработки туфов риолитового состава перед катасторофическим обвалом в Долине Гейзеров 2007 г. [Kiryukhin et al., 2012] и формирования продуктивных нефтяных и геотермальных резервуаров в вулканогенных породах риолитового состава [Кирюхин и др., 2013].

В работе [Фролова и др., 2015] показано, что в пачке Гейзерной (${\text{Q}}_{{\text{3}}}^{{\text{4}}}$ grn), вскрытой обвалом 2007 г., распространены как гидротермально измененные, так и неизмененные алевропелитовые витрокластические и псаммито-псефитовые пемзовые с включением лито- и кристаллокластов, при этом гидротермальным преобразованиям подвержены в первую очередь вулканическое стекло и пемзокласты, доля которых в исходном минералогическом составе является значительной. Гидрогеологические разрезы продуктивного гейзерного резервуара Долины Гейзеров приведены в работах [Кирюхин и др., 2011, 2013, 2015].

В данном исследовании рассматривается эволюция проницаемости субвертикального канала разгрузки гидротермальной системы (заложенного в наиболее проницаемой части разлома или в трубке гидротермального взрыва) под воздействием проточной фильтрации термальной воды с химическим составом, соответствующим гейзерам Долины Гейзеров.

2. ИССЛЕДОВАНИЕ МИНЕРАЛЬНОГО СОСТАВА ГЕЙЗЕРИТОВ

Минеральный состав построек гейзеров Великан, Большой и Первенец

В табл. 1 приведены минералы, слагающие гейзеритовые плащи гейзеров Первенец, Большой, Великан и уточненные параметры их элементарных ячеек. Дифрактограммы показаны на рис. 2, 3, 4, ИК спектры – на рис. 5.

Таблица 1.  

Минеральный состав гейзеритовых плащей

Название гейзера, место отбора, pH	Минерал, параметры элементарных ячеек, Å
	Морденит	Гейландит	Кварц
Гейзер Первенец (борт ванны), pH 9.31	a = 18.01, b = 20.39 c = 7.50, V = 2754.18 Å3	a = 17.57, b = 17.85 c = 7.38, β = 115.5 V = 2089.08 Å3 (клиноптилолит-Ca) a = 17.67, b = 17.82 c = 7.44, β = 116.3 V = 2100.2 Å3 (гейландит)	–
Гейзер Большой (конус гейзера в 0.5 м ниже основного излива), pH 9.72	a = 18.09, b = 20.39 c = 7.50, V = 2766.41 Å3	a = 17.65, b = 17.90 c = 7.43, β = 116.8 V = 2095.25 Å3 (гейландит)	a = 4.89, c = 5.39 V = 111.62 Å3
Гейзер Великан (гейзеритовый плащ в 0.5 м ниже основного излива), pH 9.32	a = 18.21, b = 20.55 c = 7.46, V = 2791.65 Å3	a = 17.71, b = 17.90, c = 7.49, β = 116.8 V = 2119.35 Å3 (гейландит) a = 17.77, b = 17.98 c = 7.46, β = 116.6 V = 2131.22 Å3 (гейландит)	a = 4.91, c = 5.40 V = 112.74 Å3

Рис. 2.

Дифрактограмма гейзерита устья гейзера Первенец. 1 – экспериментальная кривая; 2 – суммарная теоретическая кривая; 3 – разница экспериментальной и суммарной теоретической кривой.

Рис. 3.

Дифрактограмма гейзерита устья гейзера Большой. 1 – экспериментальная кривая; 2 – суммарная теоретическая кривая; 3 – разница экспериментальной и суммарной теоретической кривой.

Рис. 4.

Дифрактограмма гейзерита устья гейзера Великан. 1 – экспериментальная кривая; 2 – суммарная теоретическая кривая; 3 – разница экспериментальной и суммарной теоретической кривой.

Рис. 5.

Инфракрасные спектры гейзеритовых плащей.

Экспериментальные кривые описываются суммой теоретических дифрактограмм высококремнистых цеолитов, морденита, гейландита, клиноптилолита, а также кварца и опала, слоистые силикаты не зафиксированы. На дифрактограммах опал фиксируется по характерному гало, расположенному в диапазоне 20–30 град 2θ. Оно не выражено явно, малоинтенсивное, что свидетельствует о преобладании над опалом хорошо закристаллизованных цеолитов. Согласно уточненным профильным параметрам экспериментальной кривой, кварц не преобладает.

Параметры элементарных ячеек новообразованных цеолитов хорошо укладываются в диапазон, характерный для высококремнистых цеолитов, морденита, гейландита и клиноптилолита.

Данные ИК спектроскопии подтверждают результаты дифрактометрии (см. рис. 5). На спектрах основная полоса поглощения, отвечающая колебанию ν₃[SO₄], расположена около 1050 см^–1, что характерно для морденита, гейландита и клиноптилолита [Chukanov, 2013], у кварца и опала основная полоса расположена около 1100 см^–1. Присутствие кварца и опала прослеживается по полосам 780 и 795 (см. рис. 5), а около 720 и 910 см^–1 прослеживаются слабые полосы, которые можно отнести к колебаниям ν₁[AlO₄] и ν₃[AlO₄] в структуре цеолитов. Исходя из этого, можно заключить, что в минеральном составе доминируют не кварц и опал, а высококремнистые цеолиты.

3. TOUGHREACT-МОДЕЛИРОВАНИЕ ВОСХОДЯЩЕЙ ФИЛЬТРАЦИИ ТЕПЛОНОСИТЕЛЯ В ПОРОДАХ РИОЛИТОВОГО СОСТАВА

3.1. Исходные данные и сборка модели

Для исследования формирования и эволюции каналов гейзеров в породах риолитового состава было применено термогидродинамическое-химическое TOUGHREACT-моделирование восходящей фильтрации теплоносителя.

Геометрия канала в модели определена в виде цилиндра (рис. 6), по осевой части которого происходит восходящая фильтрация термальных вод. Радиус осевой части задан 1 м, канал может быть реализован на месте трубок взрыва или наиболее проницаемых частей разлома. Породы, вмещающие канал, образуют промежуточную оболочку радиусом до 2 м. Внешняя часть цилиндра определяется фиксированными граничными условиями с заданным гидростатическим распределением давления и заданным градиентом температуры. Граничные условия для внешней части канала соответствуют условиям вмещающих горизонтов холодных грунтовых вод. Глубина модельного канала определена равной 50 м. В модели использована радиальная вычислительная сетка 3 × 100, включающая 300 элементов (ячеек) с размерами ΔX = 1 м и ΔZ = 0.5 м.

Рис. 6.

Геометрия канала для моделирования и анализа эволюции пористости/проницаемости, минерального состава в процессе проточной восходящей фильтрации термальной воды в результате гидротермального преобразования вмещающих горных пород риолитового состава. 1 – центральный канал для восходящего потока термального флюида; 2 – породы, окружающие центральный канал; 3 – породы, вмещающие холодные грунтовые воды.

Начальные и граничные условия для TOUGHREACT-моделирования определены по результатам предшествующего термогидродинамического TOUGH2-моделирования. В основании канала задан постоянный массовый источник с расходом термальной воды 1 кг/с и энтальпией 589 кДж/кг (что соответствует 140°C) и углекислого газа с расходом 0.0001 кг/с. Разгрузка гейзера на поверхности модели задана как самоизливающаяся скважина. Проницаемость в центральном канале задана равной 1 Д, во внутренней оболочке 0.1 Д и во внешней оболочке 1 мД, начальная пористость задана повсюду равной 0.1. Химический состав воды определен по составу воды гейзера Великан [Kiryukhin et al., 2012] (табл. 2).

Таблица 2.  

Химический состав воды, определенный на модели и химический состав воды из гейзеров Великан, Большой и Первенец

	Содержание, принятое в модели		Первенец		Большой		Великан
	мг/л	моль/кг H2O	мг/л	моль/кг H2O	мг/л	моль/кг H2O	мг/л	моль/кг H2O
pH	8.0		9.14		9.2		8.17
N${\text{H}}_{4}^{ + }$	1	7.0 × 10–5	1.3	7.23 × 10–5	2.5	1.39 × 10–4	3.1	1.72 × 10–4
Na+	605	2.64 × 10–2	329	2.63 × 10–2	462	2.01 × 10–2	527	2.29 × 10–2
K+	47	1.20 × 10–3	31	1.21 × 10–3	41	1.04 × 10–3	63	1.61 × 10–3
Ca2+	22	5.50 × 10–4	13	5.51 × 10–4	21	5.21 × 10–4	10	2.60 × 10–4
Mg2+	0	0	0.10	0	0.10	4.17 × 10–6	0.10	4.17 × 10–6
SiO2	300	5 × 10–3	260	4.3 × 10–3	262	4.4 × 10–3	367	6.1 × 10–3
Fe2+/3+	0	0	0	0	0	0	0	0
Al${\text{O}}_{2}^{ - }$	0	0	0	0	0	0	0	0
Cl–	872	2.46 × 10–2	433	2.43 × 10–2	656	1.82 × 10–2	691	1.92 × 10–2
S${\text{O}}_{4}^{{2 - }}$	161	1.68 × 10–3	106	1.68 × 10–3	173	1.80 × 10–3	202	2.10 × 10–3
HC${\text{O}}_{3}^{ - }$	68	1.12 × 10–3	31	1.12 × 10–3	19	3.10 × 10–4	28	4.52 × 10–4

Примечание. Пробы отобраны А.В. Кирюхиным 29–30 сентября 2018 г., проанализированы в ЦХЛ ИВиС ДВО РАН.

В качестве возможных минеральных фаз рассматриваются: вулканическое стекло, кварц, SiO₂ (am), калиевый полевой шпат, олигоклаз, клинохлор, гейландит, клиноптилолит, морденит, ломонтит, вайракит, каолинит, Ca-смектит, K-смектит, Mg-смектит, Na-смектит, иллит (табл. 3). Состав воды предполагается локально равновесным с минералами пород, расходный закон для растворения/осаждения минеральных фаз описывается в соответствии с уравнением (1):

(1)

$r = kS\left( {1 - \frac{Q}{K}} \right)\exp \left( {\frac{{Ea}}{{R \times 298.15}} - \frac{{Ea}}{{RT}}} \right),$

где r – генерация вторичных минералов, моль/с л, k – константа химического растворения/осаждения при 25°С, моль/с м², S – удельная площадь поверхности химического взаимодействия, м²/л, Q – произведение концентраций; K – константа равновесия для химического взаимодействия вода-порода; Е_а – энергия активации кДж/моль К; R – газовая константа кДж/моль К; Т – температура, К. Константы равновесий для химического взаимодействия вода–порода рассматриваются как функции температуры.

Таблица 3.  

Минеральные фазы, рассматриваемые при TOUGHREACT-моделировании, константы кинетического взаимодействия (k25) и энергия активации (E_a) при растворении исходных и генерации вторичных гидротермальных минералов

Минеральные фазы	Химическая формула	Исходная доля, %	k25, моль м–2 с–1 осаждение	k25, моль м–2 с–1 растворение	Ea, кДж/моль
Вулканическое стекло glass3	Na0.73Ca0.012K0.0040Mg0.0011Si2.24Al0.76O6	50–100	0.0	9.66E-12	45.08
Кварц	SiO2	0	0.0	4.3E-14	75.0
SiO2 (am)	SiO2	0	1.0E-10	7.32Е-13	62.9
K полевой шпат	KAlSi3O8	0	1.0E-17	1.0E-17	67.83
Олигоклаз	NaAlSi3O8–СаAl2Si2O8	0–50	0.0	1.445E-13	69.8
Клинохлор-14а	(Mg, Al)6[Si3.1–2Al0.9–1.2O10](OH)8	0	1.0E-16	1.0E-21	58.62
Гейландит	(Ca, Na, K)5[Si27Al9O72] · 26H2O	0	2.5E-15	2.5E-17	58.0
Клиноптитолит	(Na, Ca0.5)6[Si30Al6O72] · 20H2O	0	2.5E-15	2.5E-17	58.0
Ломонтит	Ca[Al2Si4O12] · 4Н2О	0	2.5E-18	2.5E-18	58.0
Морденит	(Na2,K2,Ca)[Al2Si10O24] · 7Н2О	0	2.5E-15	2.5E-17	58.0
Вайракит	Ca[Al2Si4O12] · 2Н2О	0	2.5E-14	2.5E-14	58.0
Каолинит	Al4[Si4O10](ОН)8	0	1.0E-17	1.0E-17	62.76
Ca-смектит	Ca0.3[Al3.5Mg0.5][Si8O20](OH)4	0	1.0E-14	1.0E-14	58.62
K-смектит	K0.5[Al3.5Mg0.5][Si8O20](OH)4	0	1.0E-14	1.0E-14	58.62
Mg-смектит	Mg0.25[Al3.5Mg0.5][Si8O20](OH)4	0	1.0E-14	1.0E-14	58.62
Na-смектит	Na0.5[Al3.5Mg0.5][Si8O20](OH)4	0	1.0E-14	1.0E-14	58.62
Al-иллит	KAl4[Si7AlO20](ОН)4	0	1.0E-14	1.0E-14	58.62

Примечание. Приведены значения для базового варианта 1К2. В варианте 1К4 введен запрет на генерацию олигоклаза; в варианте 1К5 дополнительно увеличена k25 для генерации морденита до 2.5E-15; в варианте 1К6 дополнительно увеличена k25 для растворения вулканического стекла до 9.66E-12; в варианте 1К7 в геохимическую систему добавлены гейландит и клиноптитолит с параметрами кинетического взаимодействия как у морденита; удельная площадь поверхности для всех минеральных фаз задана 0.01 м²/дм³.

Константы кинетического взаимодействия воды с минеральными фазами заданы по [Xu et al., 2006] (моделирование гидротермальных изменений в кальдере Лонг Вэллей) и по работе [Kiryukhin et al., 2012] (см. табл. 3). В качестве термодинамической базы данных использована база данных Tianfu Xu, 03/18/2003.

Пористость в модели пересчитывалась на каждом временном шаге с учетом изменения объемных долей минеральных фаз. Проницаемость (k) рассматривалась в качестве функции пористости (∅) по уравнению Карман–Козени (2):

(2)

$k = {{k}_{i}}\frac{{{{{(1 - {{\emptyset }_{i}})}}^{2}}}}{{{{{(1 - \emptyset )}}^{2}}}}{{\left( {\frac{\emptyset }{{{{\emptyset }_{i}}}}} \right)}^{3}},$

где i – индекс, относящийся к начальному значению.

Процессы механического выноса (суффозии) при моделировании не учитывались, но по результатам очевидно, что, начиная с некоторого момента химической проработки канала, его пористость увеличивается настолько, что механический перенос отдельных слабосвязанных фрагментов с образованием полого канала становится возможным.

3.2. Результаты TOUGHREACT-моделирования

Моделирование эволюции проницаемости канала выполнялось в нескольких вариантах, отраженных в табл. 3 и примечаниях к ней. Время моделирования определено до 3500 лет. В целом указанные варианты показывают схожие тенденции изменения фильтрационно-емкостных свойств в результате гидротермальных преобразований при восходящей фильтрации термальных вод в горных породах риолитового состава.

На рис. 7 показаны результаты TOUGHREACT-моделирования эволюции проницаемости канала разгрузки при восходящей фильтрации теплоносителя в породах риолитового состава спустя 1000 лет после начала фильтрации (вариант 1k4). В результате гидротермальных преобразований при проточной восходящей фильтрации термального флюида происходит растворение вулканического стекла и образование вторичных минералов – высококремнистых цеолитов и опала, которые заполняют поровое пространство и формируют стенки канала. В ходе преобразований в осевой части канала значительно увеличивается пористость и проницаемость (в 2 раза и в 9.5 раза в нижней части канала соответственно). В противоположность этому в оболочке канала в приповерхностных условиях (начиная с глубины 6.5 м) происходит уменьшение пористости/проницаемости (до нуля) за счет заполнения порового пространства опалом и высококремнистыми цеолитами (морденит, гейландит, клиноптилолит).

Рис. 7.

Результаты TOUGHREACT-моделирования (вариант 1К4) на 1000 лет: профили изменения объемных долей минеральных фаз, изменения пористости и температуры по глубине в осевой части канала (слева) и в оболочке канала (справа).

TOUGHREACT-моделирование показывает, что в природных условиях вулканогенно-артезианских бассейнов, сложенных горными породами риолитового состава, происходит естественная боковая самоизоляция каналов разгрузки термальных вод с одновременным увеличением вертикальной пропускной способности их осевых участков. Это обеспечивает условия формирования полых каналов и каверн, в которых при определенных термогазогидродинамических условиях могут функционировать гейзеры.

4. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ TOUGHREACT-МОДЕЛИРОВАНИЯ

Обнаружение в гейзеритах, слагающих грифоны разгрузки, преобладания цеолитов над аморфным кремнеземом (опалом) [Sergeeva, Kiryukhin, 2019] указывает на необходимость корректировки TOUGHREACT-модели минералообразования. Коррекция модели выражалась в рассмотрении нескольких дополнительных вариантов начального минералогического состава (в геохимическую систему добавлены гейландит и клиноптилолит) и кинетических параметров для осаждения и растворения фаз. Константы осаждения морденита, гейландита и клиноптилолита были увеличены на два порядка, до 2.5 × 10^–15 моль м^–2 с^–1, а константа растворимости вулканического стекла была увеличена до 9.66 × 10^–12 моль м^–2 с^–1. Основанием для увеличения констант осаждения цеолитов послужило то обстоятельство, что в щелочных средах происходит ускорение генерации цеолитов [Жданов, 1981], что соответствует измерениям рН термальных растворов 8–9.2 (см. табл. 1). Также в щелочных условиях резко (на несколько порядков) возрастает растворимость вулканического стекла, поэтому в модели его константа растворимости увеличена.

При этих условиях на модели удалось воспроизвести существенное преобладание морденита, клиноптилолита и гейландита над аморфным кремнеземом (опалом) в верхней части канала, начиная с глубины 8 м в его осевой части, и с глубины 15 м в оболочке канала (рис. 8). При указанных условиях отношение масс морденита, клиноптитолита и гейландита в сумме к массе опала достигает 4, но существенного увеличения пористости (проницаемости) в осевой части канала не наблюдается. Таким образом, одновременное воспроизведение на TOUGHREACT-модели преобладающей генерации цеолитов и увеличения пористости по всему протяжению канала не наблюдается.

Рис. 8.

Результаты TOUGHREACT-моделирования (вариант 1К7А) на 1000 лет: профили изменения объемных долей минеральных фаз, изменения пористости и температуры по глубине в осевой части канала (слева) и в оболочке канала (справа).

5. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

1. Существующие гейзеры и палео-гейзеры на Камчатке распространены в артезианско-вулканогенных бассейнах, сложенных продуктами современного кислого вулканизма и водно-ледниковыми отложениями, что соответствует общемировым закономерностям распространения гейзерных полей.

2. Исследование минерального состава поверхности гейзеритовых плащей и грифонов гейзеров Великан, Большой и Первенец показывает, что преобладающими минералами в них являются цеолиты (гейландит, клиноптилолит и морденит), при подчиненном содержании аморфного кремнезема (опала).

3. Результаты TOUGHREACT-моделирования показывают, что проточная восходящая фильтрация щелочных термальных вод в породах риолитового состава приводит к формированию вертикального канала глубокого заложения, в осевой (наиболее прогретой) части которого пористость и проницаемость со временем значительно возрастают. Одновременно, в менее прогретой периферической части канала формируется его оболочка с уменьшающейся во времени пористостью и проницаемостью. Изменения фильтрационно-емкостных свойств связаны с изменением объема порового пространства при гидротермальных преобразованиях, которые включают растворение исходного вулканического стекла и генерацию вторичных минералов, в основном аморфного кремнезема (опала), гейландита, клиноптилолита и морденита. Формирование гейзеров в указанных выше условиях возможно при последующем механическом выносе высокопористой матрицы и преобразовании высокопроницаемого канала в полый канал.

4. Одной из задач дальнейших исследований может быть исследование механизма формирования высокопродуктивных геотермальных и нефтяных резервуаров в приконтактовых зонах экструзивных комплексов риолит-дацитового состава. В качестве примеров участков таких продуктивных геотермальных резервуаров можно привести Паужетский [Kiryukhin, Yampolsky, 2004, рис. 5] и Мутновский (риолитовый шток вблизи наиболее продуктивной скважины 042 с расходом 100 кг/с). Сведения о нефтепродуктивности вулканогенных резервуаров кислого состава: гранитов, риолитовых порфиров, эффузивов риолитового состава и гранодиоритов, приводятся в обзоре [Panteleyko et al., 2017]. Отмечается, что расход нефти из индивидуальных продуктивных скважин в таких резервуарах может достигать 620 т/сут (или 7.2 кг/с).